1

Curs 5

5.1. PrecipitaŃiile atmosferice Particulele de apă lichidă ori solidă (cristalizată ori amorfă) care cad din nori (rar şi

din ceaŃă) atingând suprafaŃa terestră poartă numele de precipitaŃii atmosferice. Ele constitue veriga prin care se încheie circuitul apei în natură şi unul din cele mai importante elemente meteorologice.

Mecanismul formării precipitaŃiilor Creşterea picăturilor de apă până la dimensiuni ce le va permite învingerea forŃelor

curenŃilor ascendenŃi se realizează pe 2 căi: coalescenŃa (coagularea) şi condensarea sau sublimarea.

CoalescenŃa este creşterea prin unire a picăturilor de apă care se ciocnesc. Este specifică norilor cu structură mixtă, contribuind nesemnificativ la formarea precipitaŃiilor.

Condensarea sau sublimarea constitue principalul proces de creştere a particulelor care alcătuiesc norii, până la dimensiuni apte să determine căderea precipitaŃiilor. Procesul are loc numai în condiŃii de suprasaturaŃie în vapori cu apă a aerului din jurul particulelor.

Dacă într-un nor sunt picături de apă suprarăcită, vapori de apă şi particule de gheaŃă, de dimensiuni diferite, picăturile de apă şi vaporii au tendinŃa de a condensa. În norii formaŃi din picături de apă cu dimensiuni diferite, aceeaşi tensiune a vaporilor poate asigura condiŃii de subsaturaŃie pentru picăturile mici (cu curbură mare) şi de suprasaturaŃie pentru picăturile mari (cu curbură mică). Drept consecinŃă, cele dintâi se evaporă asigurând suprasaturaŃia necesară creşterii în continuare a celor din urmă. Creşterea lentă a picăturilor generează burniŃe şi ploi slabe. Astfel de procese se întâmplă în norii Stratus şi Stratocumulus ale căror picături capătă dimensiuni diferite în urma unor mişcări turbulente.

Cea mai puternică instabilitate se înregistrează insă în norii de mare dezvoltare verticală în care coexistă toate cele trei faze ale apei: gazoasă, lichidă şi solidă. Întrucât tensiunea de saturaŃie deasupra gheŃii este mai mică decât deasupra apei, aerul din jurul picăturilor de apă poate fi nesaturat cu vapori, pe când cel din jurul cristalelor de gheaŃă este suprasaturat. Drept urmare cristalele cresc (prin sublimarea vaporilor din jur), iar deficitul de saturaŃie din jurul picăturilor se accentuează, creând condiŃii pentru continuarea evaporării acestora. Are loc aşadar un permanent transfer de vapori care asigură creşterea cristalelor de gheaŃă, pe seama evaporării picăturilor de apă. Acestui proces, esenŃial pentru formarea precipitaŃiilor, i s-a dat numele de „efect Bergeron”. El este caracteristic mai ales pentru norii cu structură mixtă, Nimbostratus şi Cumulonimbus, care dau cele mai mari cantităŃi de precipitaŃii, atât lichide, cât şi solide. Este prezent însă şi în cazul norilor Cumulus Congestus şi Altostratus. În cazul acestora din urmă, ninsorile sunt slabe, iar ploile de asemenea slabe, se evaporă adesea înainte de a atinge suprafaŃa terestră, dând naştere fenomenului numit virga.

Din cele prezentate mai sus se înŃelege, că cel puŃin in regiunile temperate, orice ploaie importantă sub raport cantitativ este la început zăpadă. Aceasta se datorează creşterii cristalelor de gheaŃă prin „efectul Bergeron” şi unirii lor în aglomerate (fulgi de zăpadă) prin coliziune şi agăŃare. Starea de agregare a precipitaŃiilor care ajung pe suprafaŃa terestră căzând din norii cu structură mixtă, coloidal instabilă, depinde de temperatura stratului de aer dintre acesta şi baza norilor. Când temperatura este destul de ridicată pentru a topi în întregime fulgii de zăpadă formaŃi în nor, precipitaŃiile cad sub formă de ploaie, iar când fulgii se topesc parŃial, precipitaŃiile cad sub formă de lapoviŃă, iar când fulgii nu se topesc deloc, precipitaŃiile cad sub formă de ninsoare.

Clasificarea precipitaŃiilor PrecipitaŃiile sunt grupate pe diferite categorii distincte, subdivizate la randul lor, în

funcŃie de criteriul care stă la baza fiecărei clasificări în parte. 1. Clasificarea bazată pe criteriul genetic: - precipitaŃii termoconvective, - precipitaŃii frontale (precipitaŃii ale frontului cald, ale frontului rece, ale frontului

oclus) şi

2

- precipitaŃii orografice. 2. Clasificarea bazată pe criteriul duratei şi intensităŃii: precipitaŃii generale, averse

şi burniŃe. 3. Clasificarea bazată pe criteriul stării de agregare. A) PrecipitaŃii lichide: - Ploaia - Aversa de ploaie - Ploaia care îngheaŃă - BurniŃa - BurniŃa care îngheaŃă B) PrecipitaŃii solide: - ninsoare, - aversă de ninsoare, - măzăriche moale (grăunŃe albe şi opace de gheaŃă, 2-5 mm, forme sferice, uşor

deformabile, cad din norii Cumulonimbus) - măzăriche tare (particule transparente sau translucide de gheaŃă, 5 mm) - zăpadă grăunŃoasă - granule de gheaŃă, - grindina - ace de gheaŃă C) precipitaŃii mixte: lapoviŃa şi aversa de lapoviŃă. Diferite tipuri de precipitaŃii: Virga Ploaia BurniŃa Ninsoarea LapoviŃa Grindina Virga - vara, când temperatura aerului este ridicată, iar picăturile în cădere au

dimensiuni mai reduse, ele vor cădea numai până la o anumită înălŃime, apoi, evaporându-se, nu vor mai ajunge la suprafaŃa pământului. Acest fel de precipitaŃii care sunt vizibile sub forma unor fâşii sau benzi la înălŃime se numesc virgă.

Ploaia - este o precipitaŃie lichidă cu diametrul picăturilor între 2-5 mm. Picăturile

cu diametrul de 3 mm cad cu o viteză de aproximativ 8 m/s. Norii care în mod frecvent generează ploaia sunt cei de tip Nimbostratus, Cumulonimbus şi Altostratus. Uneori, ploile care sunt formate din picături mari şi rare sunt produse de norii Stratocumulus şi Altocumulus. Vara, în special, se poate remarca o mare intensitate a unei ploi, adică o mare cantitate de apă rezultată în urma căderii precipitaŃiilor într-un timp relativ scurt. Asemenea ploi sunt cunoscute şi sub numele de averse. Ele încep şi se termină brusc, având picăturile de apă mai mari ca cele ale unei ploi obişnuite şi fiind deseori însoŃite de descărcări electrice.

Popular, ploaia mai este denumită bură dacă picăturile sunt fine şi multe şi este descrisă ca fiind torenŃială atunci când picăturile de apă sunt mari, multe şi cad cu repeziciune. Ploaia mai poate fi clasificată şi după volumul precipitaŃiilor astfel:

Ploaie foarte fină, când rata precipitaŃiilor este sub 0,25 mm / oră Ploaie fină, când rata precipitaŃiilor este între 0,25 şi 1 mm / oră Ploaie moderată, când rata precipitaŃiilor este între 1 şi 4 mm / oră Ploaie deasă, când rata precipitaŃiilor este între 4 şi 16 mm / oră Ploaie foarte deasă, când rata precipitaŃiilor este între 16 şi 50 mm / oră Ploaie torenŃială, când rata precipitaŃiilor este mai mare de 50 mm / oră

În funcŃie de condiŃiile care au produs ploaia, aceasta poate fi: ploaie orografică ploaie convectivă ploaie ciclonică

3

ploaie produsă artificial, prin intervenŃia omului BurniŃa - este forma de precipitaŃie ce conŃine picături cu un diametru mai mic ca

al ploii, sub 0,05 mm, încât dau impresia că plutesc în aer, aşa de lentă este căderea lor. BurniŃa ia naştere dintr-o pătură joasă şi continuă de nori Stratus.

Ninsoarea - la o privire mai atentă a fulgilor de zăpadă, se poate lesne observa că

aceştia sunt în fond nişte cristale ramificate, uneori în formă de steluŃe hexagonale, ace, bastonaşe sau discuri mici. Ninsoarea se formează din aceiaşi nori ca şi ploaia. Mărimea fulgilor de zăpadă ajunge uneori până la 10-12 cm în diametru, atunci când în căderea lor fulgii mai mici se unesc între ei.

LapoviŃa - este o precipitaŃie formată dintr-un amestec de picături de apă şi fulgi de zăpadă, ce cad concomitent când temperatura aerului este în jur de 0 grade Celsius. Se formează din nori Nimbostratus, de cele mai multe ori la începutul şi la sfârşitul iernii.

Grindina - precipitaŃie solidă, formată din globule sau din bucăŃi de gheaŃă, cu un

diametru de 5-50 mm, deseori şi cu dimensiuni mai mari. Elementele de gheaŃă sunt constituite aproape în întregime din gheaŃă transparentă sau uneori alternând cu straturi de gheaŃă opacă. Grindina este generată numai de norii Cumulonimbus şi de cele mai multe ori însoŃeşte fenomenele orajoase (tunete şi fulgere) din anotimpul de vară. PorŃiunea "bătută" de grindină poate măsura în lungime câŃiva zeci de km, uneori sute de km, iar în lăŃime, de la câteva zeci de metri la 10-15 km. Bobul de grindină se formează în cadrul norului Cumulonimbus, când particula de gheaŃă este prinsă de curenŃii ascendenŃi existenŃi în nor. Pe suprafaŃa particulei se depun alte cristale care-i măresc diametrul şi, bineînŃeles, greutatea, căpătând o mişcare descendentă. Atunci când reuşeşte să învingă forŃa curentului ascensional, coboară spre pământ sub formă de grindină. Viteza de cădere a particulelor creşte direct proporŃional cu greutatea lor. De exemplu, la un diametru de 12 mm, viteza de cădere este 25 m/s.

Repartizarea precipitaŃiilor Cantitatea de precipitaŃii căzută are o mare variabilitate atât în spaŃiu, cât şi în

timp. RepartiŃia lor este legată de factorii atmosferici care înlesnesc apariŃia şi dezvoltarea norilor. După calculele lui H. Critchfield rezultă, că suma medie anuală a precipitaŃiilor pentru întreg Pământul este de circa 860 mm, ea prezentând ample variaŃii de la o regiune la alta, de la un loc la altul.

Cantitatea anuală de precipitaŃii căzută într-o regiune sau alta depinde de 2 grupe de factori: cei care influenŃează mişcările verticale din atmosferă şi cei legaŃi de natura aerului însuşi (uscat sau umed, cald sau rece, stabil sau instabil). În funcŃie de modul de combinare a acestor factori, precipitaŃiile înregistrează valori mari în zona ecuatorială, scad în zonele tropicale, cresc în cele temperate, pentru ca apoi să descrească continuu până în regiunile polare unde sunt extrem de reduse.

DistribuŃia temporală a precipitaŃiilor prezintă două cicluri de variaŃii, dintre care unul cu periodicitate anuală şi unul cu periodicitate diurnă.

VariaŃia anuală a precipitaŃiilor se află în strânsă dependenŃă cu zonele climatice şi caracteristicile generale ale suprafeŃei active subiacente. Acestea determină formarea regiunilor anuale de tip ecuatorial, tropical, deşertic, temperat şi musonic.

In zona ecuatorială, cantitatile mari de precipitatii (peste 2000 - 3000mm anual) sunt datorate unei evaporatii puternice si continui, la care se aduga existenta unor puternice convergente ale aerului. Aceste cantitati mari sunt inregistrate atat pe oceane cat si pe continente.

Precipitatiile mari care se inregistreaza in afara zonei ecuatoriale se datoresc circulatiei aerului dinspre oceane spre continente. Regiunile cu precipitatii abundente (de 2000 - 3000mm anual si chiar mai mult) din afara zonei ecuatoriale sunt: tarmul de vest al Indiei, Indochinei si poalele Himalayei- datorita musonilor, si partea de vest a Americii de Nord (intre 450 - 500 latitudine nordica) si de Sud (intre 400 - 500 lat sudica), datorita vanturilor de vest.

4

In zonele de formare a alizeelor se creeaza un mare deficit de umiditate, care nu este compesat de alti factori; aici s-au format deserturile tropicale.

In regiunile polare, precipitatiile sunt reduse, datorita evaporatiei foarte mici, a punctului de saturatie foarte scazut si a circulatiei continue a aerului dintre poli spre cercurile polare.

Precipitatiile solide (sub forma de zapada) sunt caracteristice zonelor cu temperaturi scazute.

In regimul anual, sezonier si lunar al precipitatiilor atmosferice exista diferentieri de la o regiune la alta, datorita actiunii combinate a factorilor genetici; au fost individualizate mai multe tipuri de regim al precipitatiilor astfel:

--- tipul ecuatorial, cu precipitatii in tot cursul anului. --- tipul subecuatorial, cu o perioada ploioasa si una secetoasa , determinate de

migrarea alizeelor in latitudine (intre 50 - 120). --- tipul desertic, cu precipitatii reduse , neregulate. --- tipul oceanic temperat, cu precipitatii in tot cursul anului (mai mari iarna). --- tipul continental temperat, cu precipitatii mai mari vara, dar in general

reduse in cursul unui an. --- tipul mediteranean, cu precipitatii mai mari iarna si reduse vara. --- tipul musonic, cu precipitatii foarte bogate vara si reduse iarna. --- tipul polar, cu precipitatii reduse. Cele mai mari precipitatii de pe Glob depasesc 10 000mm/an; dintre punctele cu

astfel de precipitatii, amintim: regiunea Assam din India si insulele Hawaii (cu peste 12000 mm), Camerun (peste 10 000 mm). Cele mai reduse precipitatii s-au inregistrat in desertul Atacama: 1,8 mm in 10 ani. Aici este polul ariditatii de pe Glob.

O problema importanta pentru omenire o constitue atenuarea efectelor negative datorata cantitatilor prea mari sau prea reduse de precipitatii care cad in anumite regiuni. Astfel, precipitatiile mari care cad in anumite regiuni un timp indelungat favorizeaza cultivarea numai a anumitor specii de plante, iar precipitatiile cu caracter ,,torential" contribuie la accelerarea eroziunii terenurilor si la inundatii.

Precipitatiile foarte reduse din zonele desertice nu permit instalarea unei vegetatii bogate si nici cultivarea in mod normal a terenurilor. Producerea unor precipitatii artificiale si ,,dirijarea " maselor de nori dinspre oceane spre continente reprezinta probleme care nu sunt insa rezolvate pentru a fi aplicate in practica, desi exista preocupari incurajatoare in acest sens.

În România, regimul repartiŃiei precipitaŃiilor este influenŃat de circulaŃia maselor de aer si de tipul de relief.

În munŃi, de exemplu, precipitaŃiile sunt mult mai abundente şi apar cu o frecvenŃă mult mai mare ca în zona de câmpie, pe de o parte datorită faptului că masele de aer şi fronturile atmosferice îşi încetinesc deplasarea deasupra masivelor muntoase, iar pe de altă parte, intensificării şi dezvoltării mişcărilor ascendente ale aerului. VersanŃii şi pantele munŃilor care sunt expuse ziua radiaŃiei solare se vor încălzi mai mult în comparaŃie cu zonele înconjurătoare, ceea ce va duce la mişcări verticale ale aerului, numite şi curenŃi de convecŃie termică. Datorită lor se vor forma norii de tip cumuliform, care pot genera precipitaŃii torenŃiale. Norii cumuliformi apar pe pantele estice ale munŃilor înainte de amiază, pe pantele sudice în timpul amiezii, iar după-amiaza deasupra celor vestice. De exemplu, pantele estice din MunŃii Bucegi şi Piatra Craiului favorizează apariŃia norilor de tip cumuliform.

Cantitatea de precipitaŃii căzută în munŃi creşte în raport cu altitudinea, dar acest

lucru este valabil numai până la un anumit nivel, ca urmare a diminuării cantităŃii de vapori de apă existenŃi în atmosferă. Nivelul este în funcŃie de altitudinea la care se atinge punctul de condensare şi oscilează de la un anotimp la altul. Iarna este mai coborât, deoarece aerul fiind mai rece şi conŃinând o cantitate mai redusă de vapori de apă, se saturează mai repede la o scădere a temperaturii; vara, în schimb, nivelul de condensare este ridicat, deoarece aerul fiind cald are nevoie pentru saturaŃie de o scădere mai mare a temperaturii, care nu o poate căpăta decât la o altitudine mai mare.

5

PrecipitaŃiile căzute în munŃi se caracterizează, indiferent că sunt lichide sau solide, printr-o neuniformitate atât în ceea ce priveşte altitudinea, cât şi suprafaŃa. De asemenea contează foarte mult şi poziŃia versanŃilor. Totdeauna, pantele şi versanŃii munŃilor ce se află în calea de deplasare a maselor de aer vor primi o cantitate mai mare de precipitaŃii. Dimpotrivă, în regiunile aşezate la adăpost faŃă de direcŃia predominantă a maselor de aer umed, precipitaŃiile vor fi în cantităŃi mult mai mici. De exemplu versanŃii vestici ai CarpaŃilor Occidentali şi Orientali în comparaŃie cu cei estici. Norii de altitudine mai joasă, în foarte multe cazuri, datorită marilor denivelări ale masivelor muntoase, pot veni în contact direct cu vârfurile sau cu versanŃii munŃilor. Din depunerea directă a picăturilor de ploaie din nori şi ceaŃă va rezulta o nouă formă de precipitaŃii, denumite şi precipitaŃii de contact.

În timpul zilei, precipitaŃiile prezintă valori maxime după-amiaza, când

nebulozitatea atinge şi ea valori maxime. Valoarea minimă este înregistrată în timpul nopŃii. Dar în zona litoralului, valorile maxime ale precipitaŃiilor se produc noaptea, când

nebulozitatea atinge şi ea cele mai mari valori. De-a lungul anului, oscilaŃiile cantităŃilor de precipitaŃii au un mers analog cu cel al nebulozităŃii: primăvara şi vara se înregistrează valori maxime, iar iarna valori minime.

La noi în Ńară, cele mai mari cantităŃi de precipitaŃii se înregistrează în zona

montană, iar cele mai mici în zonele litoralului şi Deltei Dunării. În masivele muntoase Maramureş, Făgăraş, Retezat şi Apuseni, anual cad peste 1200 mm de precipitaŃii. în Câmpia Română şi Moldova, media anuală a precipitaŃiilor este de 500-600 mm, iar în zona litoralului 300-400 mm.

5.2. Procesele dinamice. Presiunea atmosferică. VariaŃia presiunii

atmosferice pe orizontală şi verticală. Gradientul baric vertical. Treapta barică. Topografia barică. CurenŃii atmosferici. ForŃele care acŃionează asupra vântului.

PRESIUNEA ATMOSFERICĂ Prin presiune atmosferică se înŃelege greutatea cu care apasă o coloană de aer cu

secŃiunea de 1cm2 şi cu înălŃimea considerată de la nivelul la care se face determinarea şi până la limita superioară a atmosferei.

Toricelli este primul care a evidenŃiat presiunea atmosferică.

TfF15

103,5 ⋅= – reprezintă presiunea cu care apasă întreaga atmosferă asupra

globului. Presiunea atmosferică variază de la o zonă la alta în funcŃie de latitudinea

geografică şi de temperatura aerului. Presiunea variază invers proporŃional cu temperatura. Presiunea atmosferică se exprimă în milimetri coloană de mercur (mmHg) sau în

milibari (mb). Se consideră presiune normală presiunea de 760 mmHg la nivelul mării la

temperatura de 0˚C şi la latitudinea de 45˚. Presiunea prezintă variaŃii : pe verticală, periodice şi neperiodice. VariaŃia pe verticală Presiunea scade cu altitudinea. Scăderea nu este liniară ci exponenŃială – la

creşterea înălŃimii în progresie aritmetică, presiunea scade în progresie geometrică. Savantul Laplace a stabilit legea variaŃiei presiunii cu altitudinea. Aceasta este o

funcŃie logaritmică complexă. Pentru a uşura calculele a fost introdusă treapta barică. Aceasta reprezintă distanŃa pe verticală, în metri, pentru care se înregistrează o descreştere a presiunii atmosferice cu 1 milibar.

Treapta barică – reprezintă valoarea înălŃimii cu care trebuie să ne ridicăm sau să coborâm pentru ca presiunea să varieze cu 1mb.

6

)1(8000

tp

h α+= ,

unde : p = presiunea ; α = coeficientul de dilatare al gazelor (0,04) ; t = temperatura din momentul respectiv ; 8000 = constantă convenŃională Spre exemplu, o situaŃie concretă: p = 1020 mb, iar t = 50C, valoarea treptei barice este:

h = 8000/1020 x (1+ 0,004 x 5) = 8 m. Treapta barică se calculează pe intervale pe care se poate aproxima o scădere liniară a valorii presiunii după cum urmează: - la nivelul mării scade cu 1mb pentru 8,4 m sau cu 1 mmHg pentru fiecare 11,2 m; - la 5000 m presiunea scade cu 1 mb la fiecare 16 m; - la 11000 m presiunea scade cu 1 mb la fiecare 32 m.

VariaŃiile periodice

VariaŃiile zilnice Se caracterizează prin două minime şi două maxime. Pentru zona ecuatorială şi

tropicală, minimele se produc la ora 400 şi la 1600, iar maximele la 1000 şi la 2200. Amplitudinea zilnică este de 3 mb. Maree barometrică – tipul de variaŃie caracteristică zonelor tropicale. Este un

element foarte important în navigaŃie deoarece este un semn al apropierii unui ciclon tropical, în momentul abaterii de la ora la care trebuie să se producă variaŃia.

La latitudini temperate şi polare producerea maximelor şi minimelor este dereglată de condiŃiile locale şi schimbările neprevăzute de vreme (0,3 mb la latitudini polare şi 0,7mb la latitudini temperate). De asemenea mai influenŃează şi anotimpurile: nu se mai păstrează intervalul de 12 h.

VariaŃiile anuale Se caracterizează printr-un maxim şi un minim în funcŃie (şi diferit de producere)

de caracteristica suprafeŃei terestre, uscat-ocean. În zonele litorale mai poate apărea o maximă la sfârşitul toamnei atunci când apa

este încă rece, şi o minimă la sfârşitul primăverii.

vara iarna

uscat p. minimă p. maximă

ocean p. maximă p. minimă Valorile

amplitudinii anuale cele mai mari sunt în zona subpolară (20 mb).

Topografia barică

VariaŃia presiunii la suprafaŃa pământului se materializează pe hartă cu ajutorul izobarelor. Aceste izobare se trasează prin interpolare din 4 în 4 mb, din 5 în 5 mb sau din 10 în 10 mb.

Izobarele sunt linii curbe închise care închid în interior un centru de maximă presiune sau de minimă presiune.

7

Centrii de maximă presiune se numesc anticicloni (M, B, H) marcându-se pe hartă cu albastru, iar centrii de minimă presiune se numesc depresiuni (D, H, L), ( ciclon – este o denumire improprie).

Trasarea şi marcarea centrilor barici pe o hartă meteorologică reprezintă relieful baric al respectivei suprafeŃe, ale cărui forme principale sunt: ciclonul (depresiunea sau minimul baric), anticiclonul (maximul baric), talvegul depresionar, culoarul depresionar, dorsala anticiclonică, şaua barică, punctul hiperbolic şi câmpul de presiune uniformă (mlaştina barometrică)

Anticiclonii Anticiclonii reprezintă o zonă de presiune înaltă în care valorile izobarelor cresc de

la periferie spre centru, iar gradientul baric orizontal este orientat de la centru spre periferie.

Prin gradient baric orizontal (γb) se înŃelege diferenŃa de presiune dintre două puncte, fiind orientat întotdeauna perpendicular pe izobare de la presiunea mare la presiunea mică.

γb M 1040 1035 M 1030 Mişcarea aerului în anticiclon este descendentă pe

verticală, divergentă pe orizontală, în sensul acelor de ceasornic în emisfera nordică.

Presiunea în anticiclon variază între 1015 şi 1050 mb.

n

pb

∆

∆⋅−=

ργ

1

Semnul (–) ne arată sensul scăderii. ρ – densitatea aerului ∆p – diferenŃa de presiune dintre două puncte ∆n – distanŃa dintre cele două puncte. Anticiclonii ocupă suprafeŃe de mii de km2, se deplasează cu viteză mică (max. 30

km/h), adică durata lor de acŃiune este foarte mare (poate dura până la 4 luni). Vremea în anticiclon este o vreme frumoasă, mai răcoroasă vara şi rece iarna, fără

precipitaŃii, singurul fenomen întâlnit fiind ceaŃa. Mişcarea descendentă a aerului provoacă această vreme frumoasă.

Cel mai puternic anticiclon este anticiclonul siberian – 1050 mb în interior. La periferia anticiclonului, în partea anterioară sau posterioară, sub efectul aerului mai cald din jur, pot să se formeze nori şi să cadă precipitaŃii.

Depresiunile barice Depresiunile barice sunt zone de minimă presiune,

valorile fiind cuprinse între 960÷1013 mb. Valorile izobarelor scad de la periferie spre centru, iar

gradientul baric orizontal este orientat de la periferie spre centru. Mişcarea aerului pe verticală este ascendentă, pe

orizontală este convergentă în sens invers acelor de ceasornic în emisfera nordică. Izobarele sunt mai dese în cazul depresiunilor, ceea ce duce la apariŃia vânturilor mai puternice.

Depresiunile ocupă suprafeŃe de aproximativ 1000 km2, se pot deplasa cu viteze de până la 120 km/h, şi au o durată de acŃiune redusă – 3÷7 zile.

8

CondiŃiile de vreme sunt determinate de mişcarea ascendentă a aerului cald şi umed; se formează nori şi cad precipitaŃii. În partea anterioară a unei depresiuni sunt precipitaŃii obişnuite, corespunzătoare frontului cald. În partea posterioară a depresiunii cad averse corespunzătoare frontului rece.

Partea centrală a depresiunii este zona sectorului cald în care cerul poate fi senin, sau la latitudini mai mici pot apare nori ce dau burniŃă.

Depresiunile se împart în două grupe după locul de formare:

extratropicale – de la latitudinea de 40˚ în sus până la 60˚÷70˚ ;

tropicale – între latitudinile de 5˚÷30˚. Depresiunile extratropicale pot fi

frontale şi nefrontale. Depresiunile frontale prezintă fronturi atmosferice anterioare şi posterioare.

Depresiunile nefrontale se formează prin încălzirea bruscă a unei zone faŃă de zonele din jur (de exemplu iarna pe Marea Neagră).

Formele barice secundare inrudite cu anticiclonul sunt: – dorsala; – şa barica: Dorsala anticiclonica este o prelungire a unui anticiclon intre doua depresiuni si se prezinta astfel: – izobarele sunt in forma de “U” ; – vantul este moderat ca urmare a izobarelor mai distantate; – vreme buna. Saua barica este o formatiune barica instabila ce ia nastere intre doua depresiuni si doi anticicloni asezati in cruce si cedeaza locul rapid unei depresiuni, caracterizata prin: – gradientii barici au valori mici; – vantul este slab si variabil; – umiditatea relativa este ridicata; – se produc descarcari electrice; – ceata, foarte frecvent.

Forme barice inrudite cu depresiunea barica Formele barice inrudite cu depresiunea barica sunt: - talvegul; - culoarul depresionar; - galeria depresionara.

Talvegul depresionar apare intre doua anticicloane: - frontal, cand are asociat un front cald si izobarele sunt in forma de “V” cu varful pe front, vremea imbunatatindu-se la trecerea frontului; - nefrontal, cu izobarele in forma de “U” aparand cel mai adesea in aerul rece din spatele unei depresiuni; cand distantele la depresiune si anticiclon sunt mari, izobarele sunt paralele si vremea buna alterneaza cu cea instabila. Culoarul depresionar este o zona de joasa presiune marginita de ambele parti de izobare cu valori mai ridicate. El se poate intinde pe mii de kilometri, este mult mai larg decat talvegul si leaga, de obicei, doua depresiuni atmosferice. Galeria depresionara este o forma neregulata de presiune atmosferica joasa care serpuieste si este marginita de valori ridicate de presiune atmosferica

Răspândirea presiunilor la suprafaŃa Pământului Pe latitudini valorile presiunilor diferă de la Ecuator la Poli. De-a lungul Ecuatorului

se formează un brâu de depresiuni (zona calmelor ecuatoriale – circulaŃia aerului se desfăşoară numai pe verticală).

9

De-a lungul latitudinii de 35˚ se formează un brâu de anticicloni. La latitudinea de 50˚÷60˚ din nou un brâu de depresiuni, iar la Poli un brâu de anticicloni.

Cea mai ridicată valoare de presiune înregistrată pe glob este egală cu 1083,8 mb,

valoare înregistrată la Agata, la 15 km distanŃă de Oimeakon. Cea mai scăzută valoare de presiune înregistrată este egală cu 912 mb, valoare

înregistrată la Murato (Japonia) în timpul unui taifun. 4 VÂNTUL .ForŃele care acŃionează asupra aerului La suprafaŃa Pământului temperatura

şi presiunea atmosferică prezintă variaŃii creându-se astfel zone de presiune ridicată şi de presiune coborâtă. Această repartiŃie a centrilor de presiune se face şi pe orizontală şi pe verticală, creându-se un circuit care are rolul de a omogeniza din punct de vedere baric atmosfera.

Deplasarea aerului dintr-o zonă cu presiune ridicată spre o zonă cu presiune coborâtă se numeşte vânt.

Atunci când aerul se deplasează în sisteme unitare, poartă denumirea de curenŃi atmosferici.

D M D M (+) (–)

Datorită fluidităŃii sale aerul poate avea mişcări orizontale, verticale sau înclinate. Mişcarea orizontală a aerului se numeşte vânt. Mişcările verticale şi înclinate se numesc curenŃi. Vântul este provocat de diferenŃa de presiune (pe orizontală) de la loc la loc. Aceste diferenŃe pe orizontală există atât la nivelul solului cât şi la înălŃime

Principala cauză a formării vânturilor este diferenŃa de temperatură şi presiune dintre două zone, mai exact direcŃia şi mărimea gradientului baric orizontal (scăderea presiunii pe unitatea de suprafaŃă fiind orientată perpendicular pe izobare de la presiunea mare la presiunea mică).

1000 1005 D

Vw = 3�γ 5,010

5==bγ

Valoarea gradientului baric indică viteza vântului pentru că la izobarele dese

diferenŃa de presiune pe aceeaşi unitate de suprafaŃă este foarte mare Vântul este rezultatul interacŃiunii mai multor forŃe, dintre care cea a diferenŃei de

presiune generează mişcarea, iar celelalte (forŃa de deviaŃie datorită rotaŃiei Pământului, forŃa de frecare şi forŃa centrifugă) îi modifică direcŃia şi viteza.

10

Fortele care acŃionează asupra aerului Asupra atmosferei acŃionează neîncetat două forŃe opuse şi anume: forŃa de

gravitaŃie şi forŃa centrifugă determinată de rotaŃia Pământului în jurul axei proprii. Nici una dintre cele două forŃe menŃionate nu influenŃează însă în mod direct mişcarea pe orizontală a aerului. Aceasta este generată de forŃa gradientului baric orizontal şi modificată de forŃa de deviaŃie datorată rotaŃiei Pământului, de forŃa de frecare şi de forŃa centrifugă care ia naştere în urma deplasării aerului pe traiectorii curbilinii.

Vantul reprezinta efectul deplasarii aerului atmosferic. Studiul miscarilor aerului

atmosferic are in vedere in primul rand fortele care actioneaza asupra particulelor de aer (particula sinoptica reprezentata de o masa de aer).

Masa de aer este volumul (portiunea) de aer din atmosfera in care elementele meteo nu sufera variatii importante in plan orizontal si in care vremea pastreaza in general, acelasi aspect. Fortele care se manifesta in atmosfera terestra sunt: - forte exterioare (de masa sau de volum); - forte interioare (de suprafata). Fortele exterioare sunt acele forte care actioneaza asupra fiecarui element de masa sau de volum, neluand in considerare particulele de aer invecinate. Aceste forte sunt: - forta de atractie a Pamantului; - fortele de inertie. Fortele interioare se manifesta ca urmare a interactiunii masei de aer cu mediul inconjurator (de exemplu: forta de presiune, fortele de frecare etc.). Forta de atractia a Pamantului Pentru exemplificarea actiunii gravitatiei asupra maselor de aer in miscare se defineste acceleratia gravitationala g ca diferenta dintre componentele normale ale fortei de gravitatie F si a celei centrifuge C. Valoarea acceleratiei gravitationale depinde de inaltime si latitudine (pentru nivelul marii valoarea acesteia este g = 9,8062 m/s2. Forta centrifuga are valoarea maxima la Ecuator (C0 = 0.034 m/s2, adica 1/280 din valoarea lui F) Forta deviatoare datorate rotatiei Pamantului Pentru miscarea orizontala a aerului din cadrul fortelor de inertie intereseaza forta deviatoare datorata rotatiei Pamantului. Forta Coriolis sau forta geostrofica este o forta de inertie ce actioneaza asupra particulelor aflate in miscare fata de un sistem de referinta imobil legat de Pamantul aflat in rotatie in jurul axei sale. Forta deviatoarea cauzata de rotatia Pamantului este orientata spre dreapta in emisfera nordica si spre stanga in emisfera sudica. Forta Coriolis prin actiunea sa perpendiculara pe vectorul viteza al vantului schimba considerabil directia acestuia fara a-i modifica valoarea.

Forta de presiune (forta gradientului baric)

ForŃa gradientului baric orizontal Analiza câmpului baric (distribuŃie în spaŃiu a presiunii atmosferice) se realizează

prin trasarea suprafeŃelor izobarice (de egală presiune) sau când este vorba de analiza distribuŃiei presiunii pe o suprafaŃă orizontală, prin trasarea liniilor izobare.

Gradientul baric (G) este o caracteristică importantă a câmpului baric ce poate fi definită ca vectorul îndreptat spre normala pe suprafaŃa izobarică în direcŃia scăderii presiunii. Mărimea acestui vector este egală cu valoarea scăderii presiunii corespunzătoare unei unităŃi de distanŃă.

Ea se exprimă prin raportul: G = dp / dn (în care dp este diferenŃa de presiune între două puncte situate pe aceeaşi normală

faŃă de suprafaŃa izobarică, iar dn este distanŃa dintre cele două puncte considerate).

11

Gradientul baric orizontal se exprima in mb/grad de meridian, adica 1mb/10=0.9 10-4dyne/cm2 (10 este egal cu 111,2 km).

Fortele de frecare

Forta de frecare ce se manifesta pe timpul deplasarii pe orizontala a maselor de aer depind de natura si de forma suprafetei terestre. Frecarea interioara in toata masa atmosferei depinde de masa specifica a aerului fiind influentata de gradul de turbulenta al acestora si scade odata cu inaltimea.

Forta centrifuga

Aceasta forta apare ca urmare a miscarii maselor de aer la suprafata Pamantului de-a lungul unor traiectorii curbilinii.

Deoarece miscarea aerului in atmosfera reala este deosebit de complexa s-au stabilit modele simplificate ale acesteia.

a) Modelul geostrofic Acesta este un model simplu in care se considera ca miscarea aerului se face in

atmosfera libera, fara frecare exterioara, in linie dreapta si cu viteza constanta. Vantul geostrofic depinde in mod direct de densitatea aerului, pentru aceeasi

latitudine si acelasi gradient baric. In atmosfera libera, neglijand fortele de frecare, vantul geostrofic est deosebit de

apropiat de vantul real Regula Buys-Ballot In emisfera nordica vantul geostrofic este paralel cu izobarele, avand la dreapta

presiunea mai ridicata si invers in emisfera sudica b) Modelul miscarii aerului in atmosfera libera In cadrul acestui model se considera miscarea aerului fara frecare de-a lungul unor

traiectorii curbilinii sub actiunea fortei de gradient, fortei Coriolis si a fortei centrifuge C. Se defineste astfel vantul de gradient analizat pentru depresiunea barica (D) si

maximul barometric (M). Intr-un ciclon (D) vantul de gradient sufla in sens invers acelor de ceasornic de-a lungul izobarelor circulare si are viteza mai mica decat viteza vantului geostrofic.

Regula Buys-Ballot. Intr-o depresiune barica sau talveg, pentru aceeasi latitudine si acelasi gradient baric, viteza vantului de gradient este mai mica decat viteza vantului geostrofic, sau intensitatea vantului de gradient creste proportional curaza de curbura si atinge viteza vantului geostrofic atunci cand raza de curbura devine infinita (izobare rectilinii).

Intr-un anticiclon sau dorsala anticiclonica viteza vantului de gradient este mai mare decat a vantului geostrofic, sau viteza vantului de gradient descreste proportional curaza de curbura si atinge viteza vantului geostrofic cand raza de curbura devine infinita.

Variatia vantului cu inaltime In straturile inferioare ale atmosferei, 500…1000 m, viteza vantului real este mai

mare decat viteza vantului geostrofic. Deasupra marilor si oceanelor viteza vantului este de cateva ori mai mare, in conditii sinoptice similare, decat viteza vantului deasupra uscatului neaccidentat.

Directia vantului la suprafata terestra este abatuta fata de directia vantului geostrofic cu 250…300, spre presiunea mai scazuta.

O data cu cresterea inaltimii acest unghi se micsoreaza, vantul real se roteste spre dreapta in sensul acelor de ceasornic, pana cand coincide cu vantul geostrofic.

Viteza vantului creste rapid cu inaltimea pentru valori mici ale inaltimii in apropierea suprafetei terestre, iar pentru valori mai mari scaderea sa este din ce in ce mai lenta.

Vantul real, exprimare, masurare, conversie, codificare, notare conventionala Vantul reprezinta miscarea cvasiorizontala cu caracter turbulent, orientata in sensul

scaderii presiunii atmosferice. Intensitatea sa depinde direct proportional de valoarea gradientului baric orizontal. Tipuri de vânt A. În funcŃie de structură vom avea: vânt laminar şi vânt turbulent; a. vânt laminar;

12

În situaŃia când vântul are o mişcare uniformă, atât în ce priveşte viteza cât şi direcŃia, scurgerea aerului făcându-se în straturi paralele, spunem că avem vânt laminar.

b. vânt turbulent; În cazul când întâlneşte obstacole, vântul suferă variaŃii în ceea ce priveşte direcŃia şi intensitatea, devenind vânt turbulent. Uneori, faŃă de viteza medie vântul poate prezenta creşteri bruşte de viteză sau salturi ce poartă denumirea de rafale. Pentru ca vântul să fie considerat rafalos este necesar ca durata unei rafale să nu depăşească două minute. Peste 12m/s, vântul devine supărător pentru navigaŃia aeriană, mai ales atunci când are caracter de vijelie.

Vânt laminar

Vânt turbulent B. Vânturi periodice şi regulate; Repartitia pe Glob a vanturilor permanente are un caracter zonal. Principalele vanturi cu caracter permanent sunt : --- vanturile polare , care bat in tot timpul anului dinspre poli spre cercurile polare. --- vanturile de vest , care bat intre 400 - 600 latitudine nordica si sudica. --- alizeele , care bat dinspre tropice spre ecuator. Tot un caracter permanent are si miscarea ascendenta a aerului din lungul ecuatorului (calmele ecuatoriale). O influenta climatica si meteorologica deosebita o are deplasarea sezoniera a zonelor de convergenta si divergenta din zona intertropicala. Aceasta explica schimbarea conditiilor climatice la latitudinile de 50 - 120 si 300 - 400 si ,,migrarea" sezoniera a calmelor ecuatoriale la nord si la sud de ecuator in dependenta de modificare pozitiei aparente a Soarelui in cursul unui an.

În zona asiatică şi Oceanul Indian se produc vânturi sezoniere numite musoni (de ex: musonul indian) care se formeaza intre Oceanul Indian si Asia de Sud - Est , datorita diferentelor sezoniere de presiune. Vara , masa continentala mai calda si cu presiune coborata atrage aerul oceanic mai dens , cu presiune ridicata , a carui deplasare formeaza musonul de vara , bogat in precipitatii. Iarna , situatia este inversa.

. C. Vânturi locale; Datorită configuraŃiei solului foarte diferită, care detemină încălziri diferite, iau naştere vânturi locale, cum ar fi:

13

b r i z a d e m a r e

a n t i b r i z a

b r i z a d e u s c a t

a n t i b r i z a

v a n t a na b

at

i

c

v a nt

c

ataba

tic

a. brizele marine, care sunt mişcări ale aerului pe orizontală determinate de încălzirea diferită a uscatului faŃă de mare (vezi Fig. 8.15). Aceste mişcări sunt ziua de la mare spre uscat (briza de mare) iar noaptea de la uscat spre mare (briza de uscat). Acest lucru se datorează faptului că uscatul se încălzeşte mai repede ziua şi se răceşte mai repede noaptea. Brizele de mare se simt pe continent până la cca. 10-15 km distanŃă de apă şi au o viteză de aproximativ 5 km/h. Briza de mare b. briza de munte (vântul catabatic) ia naştere în zonele muntoase şi este determinată de răcirea mai rapidă a crestelor noaptea; aerul rece coboară pe pantă la vale, iar ziua în condiŃii de insolatie, crestele se încălzesc, aerul devenind mai puŃin dens fiind înlocuit de aerul mai rece de pe vale care urcă spre creste. Astfel ia naştere briza de vale. Briza de munte c. efectul de fohn se produce atunci când, din diferite cauze, pe doi versanŃi ai unui munte avem diferenŃă de presiune (pe unul maxim şi pe altul minim), aerul mai dens urcă pe munte şi coboară pe partea cealaltă a acestuia (vezi Fig. 8.17). Aerul antrenat pe panta ascendentă se răceşte după adiabata uscată (se răceşte cu 1oC/100m), până la saturaŃie, când, prin condensare, eliberându-se căldura latentă, se va răci după adiabata umedă (0,5oC/100m). Pe creastă norul se precipită sau îşi urmează calea pe orizontală, iar un fileu de aer uscat coboară cu panta. La coborâre, prin comprimare aerul se încălzeşte şi fiind uscat, se va încălzi după adiabata uscată (1oC/100m). Vântul cald şi uscat care coboară pe panta unui munte reprezintă efectul de fohn. Efectul de fohn

14

Astfel, în urma acestui efect, la piciorul pantei, în partea de sub vânt aerul este mai cald decât cel de la piciorul pantei din vânt. La noi în Ńară există multe zone în care se resimte efectul de fohn cum ar fi: vântul mare din Făgăraş (mâncătorul de zăpadă), în Podişul MehedinŃi, zona Caransebeş, etc. d. undele orografice. În timp ce la efectul de fohn aerul urcă şi apoi coboară pe celălalt versant, aici coborârea este rareori laminară (urmărind profilul reliefului), frecvent însă devine turbionară. Din acest motiv scurgerea este perturbată, perturbare ce se resimte până la de 3-4 ori înălŃimea obstacolului în funcŃie de următorii factori: - vântul suflă dinspre munte dintr-o direcŃie de până la 30o faŃă de perpendiculara la sistemul noros, direcŃie care se menŃine constantă până la creastă; - existenŃa unui sistem noros cu înălŃimi apreciabile şi pante accidentate; - intensitatea vântului la piciorul pantei este de peste 8m/s şi se măreşte spre creastă; - existenŃa unei atmosfere cu stratificare termică stabilă (existenŃa unei zone de izotermie sau inversiune); - perturbarea atmosferei (deformarea curentului aerian) nu se limitează la straturile de aer învecinate crestelor, ci se resimte până la distanŃe mari faŃă de crestele muntoase, în partea de sub vânt. Sub aceste mişcări ondulatorii ale maselor de aer deformate, apar deseori zone turbionare pe axa orizontală faŃă de creste, turbioane numite rotori. TurbulenŃa în cadrul acestor zone este deosebit de intensă, curenŃii verticali, în vecinatatea rotorilor şi mai ales în interiorul lor poate depăşi 8 m/s (vezi Fig. 8.18.). Undele orografice La noi în Ńară din cauza influenŃelor climatice din Europa Centrală şi Bazinul Mediteranei, întâlnim o gamă variată a vânturilor locale: - CrivăŃul este vântul cel mai specific în Moldova, Dobrogea, sudul şi estul Munteniei şi suflă în special iarna; - Austrul suflă dinspre sud în zona Olteniei, Banatului, Crişanei, ajungând în Moldova ca un vânt cald, uscat, aducând geruri mari; - Nemirul suflă în depresiunile din estul Tansilvaniei şi a Braşovului fiind considerat ca o prelungire a crivăŃului care se strecoară prin trecătorile CarpaŃilor Orientali.